Domaine lithotectonique de Falcoz, sud-est de la Province de Churchill, Nunavik, Québec, Canada : synthèse de la géologie

Isabelle Lafrance et Marc-Antoine Vanier

BG 2022-01

Publié le  

 

 

 

À la UNE
L’essentiel

La synthèse du sud-est de la Province de Chuchill (SEPC; Lafrance et al., 2018) a permis de définir les limites du Domaine lithotectonique de Falcoz. Une carte géologique et un schéma stratigraphique de ce domaine sont présentés dans ce bulletin. Le Domaine lithotectonique de Falcoz est caractérisé par des unités de roches archéennes gneissiques recouvertes d’une séquence supracrustale paléoprotérozoïque. Il comprend aussi de nombreuses roches intrusives paléoprotérozoïques de composition felsique à mafique. Les études métamorphiques quantitatives ont permis de déterminer que l’ensemble du Domaine lithotectonique de Falcoz a été enfoui à des conditions de croûte moyenne durant l’orogénèse des Torngat (Charette et al., 2021), justifiant l’unification de l’ensemble de ce secteur en un même domaine lithotectonique.

Le Domaine lithotectonique de Falcoz est favorable à la mise en place de minéralisations de métaux rares associées à des granites pegmatitiques et à des roches hyperalcalines, de minéralisations magmatiques de Ni-Cu, de Cr et de Fe-Ti-V associées aux roches intrusives mafiques et ultramafiques ainsi que de minéralisations polymétalliques associées aux séquences supracrustales.

Méthode de travail

Le Domaine lithotectonique de Falcoz a été cartographié en utilisant la méthode établie pour les levés effectués dans les milieux isolés sans accès routier. Des travaux de cartographie géologique à l’échelle 1/250 000 couvrant la majeure partie du domaine ont été réalisés par des équipes de six à huit géologues et de sept à neuf étudiants au cours des étés 2014, 2015 et 2017. Les travaux de cartographie antérieurs réalisés par le Ministère, entre autres ceux des étés 1999 (Verpaelst et al., 2000) et 1984 (Bélanger, 1984) ont aussi été pris en compte dans le traitement des données. 

La cartographie et la synthèse du Domaine lithotectonique de Falcoz ont permis de produire et de mettre à jour les éléments d’information présentés dans le tableau ci-contre.

 

Données et analyses
ÉlémentNombre
Affleurement décrit (géofiche)5097
Analyse lithogéochimique totale519
Analyse lithogéochimique des métaux d’intérêt économique266
Analyse géochronologique48
Lame mince standard330
Lame mince polie110
Coloration au cobaltinitrite de sodium86
Fiche stratigraphiques20
Fiche de substances minérales131
 

Travaux antérieurs

Le tableau ci-dessous présente une liste des travaux réalisés dans le secteur à l’étude depuis 1896. Il inclut aussi les références citées dans le rapport.

Travaux antérieurs dans la région d’étude
Auteur(s)Type de travauxContribution
Low, 1896Reconnaissance géologiquePremiers travaux d’inventaire géologique dans le SEPC
Taylor, 1979Cartographie géologique régionale à grande échellePremiers travaux systématiques de cartographie géologique à l’échelle de la Province de Churchill

Bélanger, 1984Girard, 1990a 

Ermanovics et Van Kranendonk, 1998

Compilation et cartographie géologique Géologie des feuillets SNRC 14E, 24A01, 24A08, 25A et 24P nord

Verpaelst et al., 2000

Simard et al., 2013

Lafrance et al., 2015; 2016

Cartographie géologique à l’échelle 1/250 000Géologie des feuillets 14D, 14E, 14L, 24H, 24I et 24J

Isnard et al., 1998; David et al., 2009 

Davis et al., 2014; 2018

Corrigan et al., 2018

David, 2019; 2020a; 2020b

Charette et al., 2021

Godet et al., 2021

Géochronologie, synthèse géologique et implications géodynamiquesDatations U-Pb dans le Domaine lithotectonique de Falcoz au Québec : suites d’Abrat, de Qarliik, de Nuvulialuk, d’Inuluttalik, de Siimitalik, de Baudan, de Lake Harbour et de Koroc; complexes de Kangiqsualujjuaq, d’Imaapik, de Sukaliuk, de Fougeraye et de Lomier

Bertrand et al., 1993

Scott, 1995a; 1995b; 1996; 1997; 1998a; 1998b1999

Scott et Machado, 1995

Scott et Gauthier, 1996

Scott et al., 2002

Géochronologie, synthèse géologique et implications géodynamiquesDatations U-Pb dans le Domaine lithotectonique de Falcoz au Labrador et à la terre de Baffin dans le Complexe de Lomier et la Suite de Lake Harbour

Bardoux et al., 1998

Wardle et al., 1990a, 1990b et 2002

Van Kranendonk et Ermanovics, 1990

Rivers et al., 1996; Van Kranendonk, 1996

James et Dunning, 2000

Compilation, synthèse géologique, divisions lithotectoniques et implications géodynamiquesContexte et évolution géotectonique du SEPC

Goulet et Ciesilski, 1990

Girard, 1990b; Boudrias, 2001

Mémoires de maîtrise, articles scientifiquesÉtudes structurales et métamorphiques

Genest et al., 2007Bérubé, 2009

Joly, 20082009

Diagana, 2008a2009; Malo-Lalande, 2009

Joly et al., 2010; Joly et Diagana, 2010

Cartographie détaillée, levés spectrométriques et magnétiques aéroportés et au sol, prospection, rainurages, forages, évaluation du potentielDécouverte et exploration des minéralisations uranothorifères du projet Cage

D’Amours et Paul, 2007Diagana, 2008b;

Charlton, 2009a; 2009b2010

Généreux, 2000a;  Girard, 2007a; 2007b

Smith et al., 2007; St-Hilaire, 2007, 2008

Uranor, 2007; 2008

Paul, 2008; Paul et Letourneau, 2008

Desbiens et Girard, 2009a; 2009b

Girard et Desbiens, 2010

Girard et al., 2010Moreau, 2010

Prospection, cartographie détaillée, levés spectrométriques, radiométriques et magnétiques aéroportés et au sol, géochimie des sédiments de fond de lacDécouverte des minéralisations uranothorifères dans les intrusions felsiques potassiques coupant les marbres de la Suite de Lake Harbour

Digonnet, 1997Digonnet et al., 2000

Généreux, 2000bBesserer, 2000

Plante, 2000; Roy, 2000 

Gauthier et Tremblay, 2001a; 2001b

Dillman, 2003; 2004Connell et al., 2004

Marchand, 2005Mazerolle et Grant, 2006

Jago, 20032004

Mazerolle et King, 2003; King, 2004

Prospection, cartographie détaillée, levés magnétiques et gravimétriques, échantillonnage pour le diamant, levés géochimiques de sédiments de ruisseau et analyses des minéraux lourds; mémoires de maîtrise, articles scientifiques

Découverte et étude du potentiel diamantifère des Dykes de Torngat (lamprophyre)

Cuerrier, 1998a; 1998b

Besserer et al., 2000; St-Hilaire, 2000

Noyes et Besserer, 2000

Prospection, levés géophysiques aéroportés et au sol, cartographie détaillée et échantillonnage pour les métaux usuels Découverte de minéralisations de métaux usuels et de tungstène dans des métatexites graphiteuses, et de Ni-Cu dans les niveaux mafiques associés

Roger et Boucher, 1998; St-Hilaire, 1998

Lessard, 1998; Magnan, 1999

Fournier, 2008; Gaudreault, 2008

Cartographie détaillée, levés géophysiques, géochimie des sédiments de fonds de lac et prospection Découverte de minéralisations de Ni-Cu dans les intrusions mafiques et ultramafiques et de sulfures semi-massifs à massifs à métaux usuels dans la Suite de Lake Harbour

Dion, 2001a; 2001b;

Dion et Lefebvre, 2006

Intissar et Benahmed, 2014

Intissar et al., 2014a; 2014b

Intissar, 2018a; 2018b

Levés géophysiquesLevés aériens magnétiques et spectrométriques de la majeure partie du Domaine lithotectonique de Falcoz

Stratigraphie

Le Domaine lithotectonique de Falcoz est situé dans la partie orientale du sud-est de la Province de Churchill (SEPC). Il exclut le Complexe de Tasiuyak qui est incorporé au Domaine de Burwell, un ensemble de roches intrusives et métamorphiques coincé entre le Craton nord-atlantique et le SEPC. À l’est, le Domaine lithotectonique de Falcoz est en contact tectonique avec la Province de Nain, par le biais de la Zone de cisaillement d’Abloviak (ZCabl). À l’ouest, il est bordé par les domaines lithotectoniques de George et de Mistinibi-Raude, respectivement au nord et au sud. La limite correspond aux zones de cisaillement de la Rivière George (ZCrge), dans la portion nord, et de Moonbase (ZCmob), dans la portion sud.

Au sein du Domaine lithotectonique de Falcoz, deux sous-domaines informels, délimités par la Zone de cisaillement de Blumath (ZCblm), ont été définis par Mathieu et al. (2018). Des différences lithologiques significatives ont mené à cette subdivision : 1) l’orthopyroxène est omniprésent à l’est de la ZCblm alors qu’il est absent à l’ouest; 2) les orthogneiss de la partie est du Domaine lithotectonique de Falcoz ont subi une recristallisation complète alors que celle-ci est partielle dans ceux du secteur ouest (Charette et Guilmette, 2014); 3) les données géochronologiques des unités les plus vieilles indiquent une prédominance d’âges néoarchéens à l’est et mésoarchéens à l’ouest; et 4) les unités archéennes de roches potassiques (suites de Siimitalik et de Baudan et unité 2 du Complexe de Kangiqsualujjuaq) sont significativement plus abondantes en termes de volume dans la partie ouest (~65 %) que dans la partie est du domaine (~10 %).

Auparavant, la ZCblm était interprétée comme une discontinuité stratigraphique et l’ensemble des roches localisées entre la ZCblm et la Zone de cisaillement de Pilliamet (ZCpil) étaient regroupées au sein du Complexe de Sukaliuk (Verpaelst et al., 2000; Lafrance et al., 2015 et 2016). Il comprenait ainsi, en plus des gneiss granulitiques archéens qui lui sont toujours assignés, des roches supracrustales et intrusives paléoprotérozoïques. Dans le cadre de ce Bulletin géologiQUE, les roches supracrustales, les granites d’anatexie, la syénite quartzifère et les roches intrusives mafiques et ultramafiques antérieurement regroupés au sein de ce complexe sont respectivement réassignés à des sous-unités distinctes des suites de Lake Harbour, d’Abrat, de Qarliik et de Nuvulialuk. Ces nouvelles assignations permettent de définir les unités à partir de leur lithologie plutôt que de leur localisation. 

Cette section offre une description sommaire des unités stratigraphiques du Domaine lithotectonique de Falcoz. Les unités du socle, constituées des roches archéennes gneissiques, ainsi que les roches migmatitiques qui leur sont associées, sont présentées dans un premier temps. Ces unités y sont présentées par sous-domaine lithotectonique. La configuration tectonique des unités à l’Archéen est abordée dans la section tectonique régionale. Les roches supracrustales paléoprotérozoïques recouvrant le socle archéen sont ensuite présentées. Finalement, les roches intrusives paléoprotérozoïques qui coupent les unités plus anciennes sont introduites par la suite en ordre de mise en place, selon les données géochronologiques disponibles. 

Une description plus détaillée de chacune des unités est disponible dans le Lexique stratigraphique via les hyperliens ci-dessous. Le schéma stratigraphique ci-dessus illustre les relations entre les différentes unités. Il est accompagné d’une échelle de temps répertoriant les âges des unités. La dimension des unités dans le schéma respecte approximativement les superficies relatives cartographiées. Les références bibliographiques associées aux datations se trouvent dans la légende de la carte du Domaine lithotectonique de Falcoz et dans les fiches du Lexique stratigraphique.
 

Socle gneissique archéen et migmatites associées

Dans le Sous-domaine Ouest, l’ensemble des orthogneiss gris sont regroupés dans le Complexe de Kangiqsualujjuaq (Akan). Les compositions tonalitique (Akan1) et granitique (Akan2) sont en proportions similaires. Bien qu’une composante mésoarchéenne entre 2950 Ma et 2856 Ma soit prédominante dans l’unité d’orthogneiss tonalitique (Akan1), les nombreuses datations réalisées font ressortir un étalement important des âges archéens (3031 Ma à 2767 Ma), indiquant une évolution tectonique polyphasée et complexe. Un échantillon d’orthogneiss granitique (Akan2) a quant à lui été daté à 2673 ±9 Ma (David et al., 2009), supportant la présence possible de plusieurs unités distinctes au sein du Complexe de Kangiqsualujjuaq. Bien que deux âges métamorphiques néoarchéens à 2586 ± 5Ma (David et al., 2009) et 2666 ±9 Ma (Scott, 1998b) permettent de croire à un possible évènement ancien de migmatisation, ces orthogneiss ont surtout été affectés par un épisode de métamorphisme entre 1874 Ma et 1835 Ma. Ce dernier âge représentant celui de la fin de la cristallisation des roches migmatitiques du Complexe de Fougeraye (pPfog), interprété comme étant dérivées de la fusion partielle des orthogneiss du Complexe de Kangiqsualujjuaq (Mathieu et al., 2018). Les roches de ces deux complexes sont couramment vues ensemble en affleurement, en contact graduel et diffus.

Le secteur à l’ouest de la ZCblm est aussi caractérisé par la présence de la Suite de Siimitalik (Asik) qui y couvre une grande superficie. Elle se compose d’intrusions polyphasées granodioritiques, tonalitiques et monzogranitiques qui se seraient mises en place après la majeure partie des orthogneiss du Complexe de Kangiqsualujjuaq, entre 2840 Ma et 2830 Ma. La relation de cette suite avec les orthogneiss du Complexe de Kangiqsualujjuaq n’est pas bien connue, le contact étant par endroits diffus entre les deux unités. Enfin, le dernier épisode de magmatisme néoarchéen défini dans la portion occidentale du Domaine lithotectonique de Falcoz est représenté par la mise en place du monzogranite à structure porphyroïde de la Suite de Baudan, entre 2673 Ma et 2623 Ma (David et al., 2009). Les roches de cette unité sont aussi caractérisées par une forte déformation. 

Dans le Sous-domaine Est, le socle est représenté par les orthogneiss granulitiques du Complexe de Sukaliuk (Asuk). Ces orthogneiss sont coupés par les roches intrusives à hypersthène de la Suite d’Inuluttalik, laquelle pourrait aussi représenter une phase évoluée issue de la fusion partielle des orthogneiss granulitiques (Lafrance et al., 2015; Charette, 2016). Cette hypothèse est basée sur l’étroite association spatiale entre les deux unités ainsi que sur la présence de nombreux schlierens de biotite et d’enclaves (ou radeaux) d‘orthogneiss granulitiques à l’intérieur des roches de la Suite d’Inuluttalik. La qualité médiocre des affleurements (importante couverture de lichen) et la ressemblance entre les lithologies des deux unités font en sorte qu’il est couramment difficile de les distinguer sur le terrain.

Les datations réalisées sur plusieurs échantillons prélevés au sein de ces deux unités font ressortir une composante néoarchéenne importante (2718 Ma à 2622 Ma), bien que des âges de cristallisation (2883 ±12 Ma, Corrigan et al., 2018) et d’héritage (jusqu’à 3019 ±24 Ma, Davis et al., 2018) plus anciens aient aussi été interprétés. Ainsi, à l’instar du socle gneissique de la partie ouest du Domaine lithotectonique de Falcoz, les études géochronologiques réalisées dans la partie orientale démontrent aussi l’existence de plusieurs générations de zircons archéens qui reflète la complexité de ces unités et qui semble indiquer un mélange entre des composantes archéennes et paléoprotérozoïques (Corrigan et al., 2018; Davis et al., 2018). Les âges paléoprotérozoïques situés entre 1864 Ma et 1822 Ma sont cohérents avec la mise en place de plutons syntectoniques. Considérant que la Suite d’Inuluttalik pourrait correspondre à un produit de fusion des orthogneiss du Complexe de Sukaliuk, ces âges pourraient donc représenter ceux de la cristallisation du liquide anatectique. Les âges plus jeunes (1808 Ma à 1718 Ma) pourraient quant à eux être expliqués par l’épisode de refroidissement lent relié à l’exhumation dont l’âge est estimé entre 1810 Ma et 1730 Ma (Charette et al., 2021).

Roches supracrustales paléoprotérozoïques

La Suite de Lake Harbour (pPhb) est en majeure partie constituée de paragneiss migmatitisé et de quartzite avec une proportion moindre d’amphibolite, de roches calcosilicatées et de marbre. Les séquences de roches volcano-sédimentaires paléoprotérozoïques de cette unité (auparavant nommé Groupe de Lake Harbour) ont initialement été définies sur l’île de Baffin (Davison, 1959; Jackson et Taylor, 1972). 

Les roches supracrustales du Sous-domaine Est étaient auparavant regroupées au sein du Complexe de Sukaliuk (Verpaelst et al., 2000; Lafrance et al., 2015 et 2016; Mathieu et al., 2018). Seules celles du Sous-domaine Ouest étaient alors assignées à la Suite de Lake Harbour. Néanmoins, sur les cartes géophysiques (Dion et Lefebvre, 2006), la Suite de Lake Harbour apparait continue de part et d’autre des sous-domaines. De plus, les données géochronologiques ne montrent pas de différence entre les roches métasédimentaires de l’est et de l’ouest. Pour ces raisons, les séquences de roches supracrustales de la Suite de Lake Harbour sont interprétées ici comme reposant en discordance sur le socle gneissique de l’ensemble du Domaine lithotectonique de Falcoz. Les contacts observés sont toutefois de nature tectonique et peuvent avoir été oblitérés par la fusion partielle ayant affecté l’ensemble de ces roches ainsi que par la présence d’injections tardives de granite et de pegmatite. 

Les populations de zircons détritiques s’étalent entre 2597 Ma et 2019 Ma (Charette et al., 2019) dans les échantillons du Sous-domaine Ouest, et entre 2824 Ma et 1935 Ma (Charette et al., 2021) et entre 2690 Ma à 2092 Ma (Davis et al., 2018) dans le Sous-domaine Est. Sur l’île de Baffin, les modes principaux se concentrent entre 2,35 Ga et 2,2 Ga, 2,15 Ga et 2,1 Ga ainsi que 2,05 Ga et 1,9 Ga (Scott et Gauthier, 1996; Scott, 1996; Scott et al., 2002). Ces populations de zircons détritiques ne permettent pas de conclure à des sources différentes, aussi bien en ce qui concerne les échantillons provenant des deux sous-domaines que ceux analysés sur l’île de Baffin. Les plus jeunes zircons détritiques indiquent des âges maximaux de déposition de ~1935 Ma (Charette et al., 2021), de ~2019 Ma (Charette et al., 2021) et de 1934 ±2 Ma (Scott et Gauthier, 1996), respectivement dans les roches métasédimentaires du Sous-domaine Est, du Sous-domaine Ouest et de l’île de Baffin. De plus, la période de dépôt est bien contrainte par l’amorce du métamorphisme prograde qui a été enregistré par la cristallisation de grenat aux alentours de 1896 Ma à 1885 Ma. (Charette et al., 2021).

La présence généralisée de zones de métatexite et de diatexite dans la Suite de Lake Harbour implique la fusion partielle du paragneiss. Les intrusions blanchâtres de la Suite d’Abrat (pPaba; 1830 ±4 Ma; David et al., 2009) sont similaires au leucosome observé dans les roches métasédimentaires et renferment de nombreux radeaux de paragneiss, au sein desquels la roche se met en place sous forme de filons-couches et d’intrusions décimétriques à kilométriques. Cette suite est considérée comme représentant un granite d’anatexie issu de la fusion des paragneiss de la Suite de Lake Harbour (Mathieu et al., 2018).

Roches intrusives paléoprotérozoïques

Les roches intrusives mafiques et ultramafiques de la Suite de Nuvulialuk (pPnuv; 1863 Ma à 1840 Ma) forment des filons-couches et des dykes au sein des séquences volcano-sédimentaires de la Suite de Lake Harbour ainsi que des niveaux imbriqués à l’intérieur des complexes gneissiques archéens (Verpaelst et al., 2000). 

La Suite de Qarliik (pPqik; 1832 ±11 Ma et 1828 ±2 Ma; David et al., 2009) regroupe les granitoïdes tarditectoniques du Domaine lithotectonique de Falcoz. Ces intrusions se concentrent dans la partie nord-ouest du Domaine lithotectonique de Falcoz, où elles coupent les roches des complexes de Kangiqsualujjuaq et de Fougeraye ainsi que celles des suites de Baudan, de Siimitalik et de Lake Harbour. Quelques intrusions de syénite quartzifère de faible dimension, auparavant regroupées dans le Complexe de Sukaliuk, sont ici réassignées à cette suite. Ces roches intrusives coupent les orthogneiss granulitiques du Complexe de Sukaliuk.

La partie ouest du Domaine lithotectonique de Falcoz, généralement caractérisé par des roches sans orthopyroxène, comporte une exception : le Complexe d’Imaapik (ApPima). Ce complexe est interprété par Lafrance et al. (2015) comme représentant des roches intrusives charnockitiques qui se sont mises en place au sein des orthogneiss et des migmatites des complexes de Kangiqsualujjuaq et de Fougeraye, entre 1865 ±5 Ma (Corrigan et al., 2018) et 1851 ±6 Ma (Davis et al., 2018). En plus de comprendre les roches intrusives à hypersthène (enderbite et charnockite), le Complexe d’Imaapik inclut aussi les roches encaissantes (orthogneiss et migmatites) à orthopyroxène. 

Le Pluton d’Amarault (pPama) représente une lentille de diorite quartzifère associée à un creux magnétique de forme elliptique et de faible dimension dans la partie sud-est du Domaine lithotectonique de Falcoz.

Enfin, les roches du Complexe de Lomier (pPlom) se situent à l’extrémité orientale du Domaine lithotectonique de Falcoz, soit à l’est de la ZCpil. Dans la région de Pointe le Droit (Mathieu et al., 2018), ce complexe se pince sur la ZCabl qui bifurque alors dans une direction WNW. Il est en contact tectonique avec les orthogneiss granulitiques du Complexe de Sukaliuk et avec les paragneiss de la Suite de Lake Harbour, à l’ouest, ainsi qu’avec les roches métasédimentaires du Complexe de Tasiuyak (ZCabl), à l’est.

Le Complexe de Lomier regroupe deux ensembles intimement liés sur le terrain : une séquence supracrustale rattachée à la Suite de Koroc River (pPko; âge maximal de déposition de ~2039 Ma; Charette et al., 2021), laquelle est localement coupée par les roches de la Suite intrusive de Courdon (pPcou). Les roches hétérogènes dont le protolite n’est plus reconnaissable ainsi que celles ayant développé un rubanement tectonique intense ont été regroupées dans les unités de gneiss du Complexe de Lomier (Girard, 1990). Sachant cela, les âges de 1876,9 ±1 Ma (Bertrand et al., 1993) et de 1872 ±9 Ma (Corrigan et al., 2018) sont ici considérés comme représentant ceux de la mise en place des roches intrusives felsiques de la Suite de Courdon. L’échantillon de Corrigan et al. (2018), prélevé au Labrador, est un dyke métrique et parallélisé de monzogranite coupant un paragneiss de haut grade métamorphique. Ce paragneiss est considéré par Corrigan et al. (2018) comme appartenant hypothétiquement au Complexe de Tasiuyak, qu’ils interprètent en enclaves (ou en radeaux) au sein du Complexe de Lomier. La localisation de cet échantillon à l’ouest de la ZCabl fait en sorte que le paragneiss appartiendrait plutôt à la Suite de Koroc River. L’affiliation possible entre les roches supracrustales des complexes de Lomier et de Tasiuyak ne peut être complètement écartée à ce jour.

Dykes mésoprotérozoïques et néoprotérozoïques

L’ensemble du SEPC est traversé par différents essaims de dykes de diabase, à structure ophitique ou subophitique, regroupés selon leur orientation de mise en place. Ces dykes coupent l’ensemble des autres unités du SEPC et dépassent les limites des domaines lithotectonique. Trois essaims de dykes ont été observés dans le Domaine lithotectonique de Falcoz.

Les Dykes d’Avayalik (mPava) sont constitués de gabbronorite et de gabbro orientés ENE-WSW avec un pendage subvertical à localement modéré (~30°) vers le SE dans les monts Torngat (Van Kranendonk et Wardle, 1996). Huit dykes de 3 à 22 km de longueur coupent les unités dans le secteur nord du Domaine lithotectonique de Falcoz.

Les Dykes de Slippery (mPsip; 1268,6 ±3,5 Ma, Corrigan et al., 2015) regroupent les gabbros à olivine et les gabbronorites à olivine orientés E-W à WNW-ESE. Un seul dyke de ~17 km de longueur est présent à l’extrémité SW du Domaine lithotectonique de Falcoz.

L’Essaim de Falcoz (mPfal) désigne des dykes de gabbro à olivine orientés NW-SE à NNW-SSE et à pendage subvertical. Près d’une quarantaine de dykes, atteignant localement jusqu’à 60 km de longueur, ont été identifiés dans le Domaine lithotectonique de Falcoz.

Les Dykes de Torngat (nPtor; 550 Ma, Digonnet et al., 2000) regroupent un essaim de dykes de lamprophyre ultramafique diamantifère subverticaux orientés à 70° dans la région du fjord d’Abloviak. La composition des dykes varie d’une melnoïte à phlogopite à une aillikite à matrice carbonatée (Marchand, 2005). Ces dykes, localisés en bordure du contact entre les domaines lithotectoniques de Falcoz et de Burwell, s’étendent sur quelques kilomètres de longueur et leur épaisseur n’excède pas 3 m.

Métamorphisme

Le Domaine lithotectonique de Falcoz est principalement composé de roches métamorphiques. La majorité d’entre elles ont été métamorphisées au faciès des granulites au Paléoprotérozoïque. Un évènement métamorphique archéen affectant les orthogneiss du Complexe de Kangiqsualujjuaq a aussi été décrit par Verpaelst et al. (2000). Deux âges métamorphiques autour de 2,6 Ga (Scott, 1998b; David et al., 2009) obtenus dans des gneiss tonalitiques de ce complexe supportent l’occurrence d’un évènement de migmatitisation au Néoarchéen. Les traces de ce métamorphisme ont toutefois été fortement oblitérées par l’évènement paléoprotérozoïque.

L’empreinte métamorphique principale du Domaine lithotectonique de Falcoz a été acquise lors de l’orogénèse des Torngat, qui résulte de la collision de la Zone noyau, alors formée des domaines lithotectoniques de Falcoz et de George, avec le Craton nord-atlantique (Godet et al., 2021). 

Les études métamorphiques quantitatives ont permis de définir les parcours pression-température-temps (P-T-t) des roches supracrustales du Domaine lithotectonique de Falcoz (Charette, 2016; Charette et al., 2021). La trajectoire prograde a suivi un gradient métamorphique apparent barrovien typique des zones d’épaississement crustal. Les travaux de modélisation thermodynamiques réalisés au sein des paragneiss de la Suite de Lake Harbour indiquent des conditions au pic métamorphique qui augmentent graduellement d’ouest en est, passant de de 8,7 kbar et 815 °C, dans le Sous-domaine Ouest, à 11 kbar et 915 °C dans le Sous-domaine Est (Charette et al., 2021). Dans une intrusion mafique du Complexe de Lomier, le pic métamorphique est encore plus élevé, atteignant 12,5 kbar et 950 °C (Charette, 2016). L’ensemble du Domaine lithotectonique de Falcoz a donc été enfoui en conditions de croûte moyenne durant la collision.

Les âges Lu-Hf sur grenats ont permis de contraindre cette évolution prograde métamorphique à 1883 ±26 Ma, dans le Sous-domaine Ouest et à 1896 ±14 Ma, dans le Sous-domaine Est (Charette et al., 2021). Ces résultats repoussent de 10 Ma à 50 Ma l’âge antérieurement estimé pour le début de la collision continentale (1875 à 1850 Ma; Bertrand et al., 1993; Kelly et al., 2011).

L’évolution rétrograde est contemporaine dans l’ensemble du Domaine lithotectonique de Falcoz. Les âges U-Pb sur zircons et monazites ont permis de contraindre le refroidissement progressif menant à la cristallisation du liquide anatectique, estimée entre 6,8 et 8 kbar et entre 775 et 850 °C (Charette, 2016; Charette et al., 2021), de 1854 ±5 Ma à 1838 ±6 Ma dans le Sous-domaine Ouest, de 1859 Ma à 1811 Ma dans le Sous-domaine Est et de 1845 ±7 Ma dans le Complexe de Lomier (Charette et al., 2021). La durée minimum des conditions anatectiques est ainsi estimée à 50 Ma (Charette et al., 2021). Cet épisode de cristallisation du liquide anatectique concorde avec le plutonisme syntectonique et la déformation transpressive entre 1845 Ma et 1820 Ma, lesquels ont été estimés à partir de zircons magmatiques de roches intrusives du Complexe de Lomier (Bertrand et al., 1993; Charette, 2016; Corrigan et al., 2018) et de monazites et de zircons métamorphiques issus de paragneiss de la Suite de Lake Harbour (Charette et al., 2021). Charette et al. (2021) indiquent que l’épisode de transpression pourrait être responsable de l’extraction du liquide. Enfin, la période d’exhumation est lente et contrainte autour de 1810 à 1730 Ma (Mengel et Rivers, 1991; Bertrand et al., 1993; Scott, 1995a et b; Scott et Machado, 1995; Charette et al., 2021).

Ainsi, bien que les observations de terrain portent à croire à la présence d’une limite métamorphique abrupte entre les sous-domaines Ouest et Est, les études thermobarométriques et géochronologiques de Charette (2016) et de Charette et al. (2021) semblent plutôt indiquer une empreinte métamorphique continue et contemporaine de haut grade sur l’ensemble du Domaine lithotectonique de Falcoz. Cet évènement métamorphique s’est prolongé sur une période minimale de 75 Ma, soit entre 1895 ou 1885 Ma et 1810 Ma (Charette et al., 2021).

Lithogéochimie

La lithogéochimie des unités du Domaine lithotectonique de Falcoz est présentée séparément sous forme de tableaux.

Géologie structurale

Le Domaine lithotectonique de Falcoz possède une architecture structurale polyphasée héritée de l’Orogène des Torngat. Dans le cadre de ce Bulletin géologiQUE, la géologie structurale est abordée en s’appuyant sur les cartes aéromagnétiques (Intissar et Benahmed, 2014; Intissar, 2018a), sur des images satellitaires et sur les mesures structurales disponibles dans la base de données du SIGÉOM.

Les attributs structuraux et le patron des traces de foliation présentés sur la figure d’analyse structurale permettent de subdiviser le Domaine lithotectonique de Falcoz en dix domaines structuraux représentatifs incluant les zones de cisaillement majeures le délimitant, soit celles de Moonbase (ZCmob), de George (ZCrge) et d’Abloviak (ZCabl). Les mesures structurales en dehors de ces zones ont été omises par souci de concision. Les données structurales analysées démontrent que deux phases de déformation régionales ont affecté le Domaine lithotectonique de Falcoz.

La phase D1 se manifeste par des gneiss droits dans le Sous-domaine Est. Il s’agit des domaines structuraux 6, 7, 8 et 9 sur la carte de l’analyse structurale. Ces domaines sont caractérisés par une déformation intense et pénétrative ayant généré un grain structural rectiligne et continu. Les foliations sont subverticales et portent couramment une linéation d’étirement subhorizontale. Les traces de foliation dans les domaines 7 et 8 décrivent à plusieurs endroits des plis très serrés à isoclinaux parallélisés dans la foliation régionale. Ces plis (P1) sont interprétés comme étant contemporains à la phase de déformation D1. Certains d’entre eux sont des plis en fourreau témoignant d’une déformation très intense. Ce type de plis est souligné par des unités ayant des contrastes de compétence marqués telles les roches ultramafiques (Lafrance et al., 2015; Mathieu et al., 2018). Les pôles des foliations de ces deux domaines structuraux sont distribués le long de grands cercles supportant la présence de plis. Quant aux plans axiaux mesurés, ils sont subparallèles à la foliation moyenne, ce qui est cohérent avec des plis isoclinaux. Les domaines 6 et 9 ainsi que la portion sud-est du domaine 8 correspondent respectivement aux zones de cisaillement de Blumath (ZCblm), de Pilliamet (ZCpil) et de Navières (ZCnav). Ces zones de cisaillement plurikilométriques englobent plusieurs bandes de roches mylonitisées d’épaisseur variable. La déformation intense est soulignée par un rubanement mylonitique, des rubans ou des tiges de quartz ainsi que par des porphyroclastes de feldspath. Les indicateurs cinématiques observés sur le terrain indiquent un mouvement en décrochement senestre (Lafrance et al., 2015).

La fabrique régionale N-S, continue et associée à D1, est déviée à plusieurs endroits par des zones de cisaillement senestres d’orientation NW-SE. Ces zones sont le produit de la phase de déformation D2. Il s’agit de la phase de déformation prédominante dans le Domaine lithotectonique de Falcoz et deux principaux styles de déformation y sont associés : les zones de cisaillement senestres de Moonbase (ZCmob), de Falcoz (ZCflz) et d’Abloviak (ZCabl) ainsi que des domaines structuraux caractérisés par des plis droits dont les axes sont à faible plongée vers le SE (P2). Les plis sont assumés être contemporains au cisaillement senestre puisque leurs plans axiaux sont concordants avec le plan d’aplatissement d’un système dont la contrainte principale est orientée NE-SW. Ainsi, la compression NE-SW a causé à la fois les zones de cisaillement senestres aux endroits où la déformation s’est focalisée, et des plis P2 entre les zones de cisaillement principales où la déformation est moins intense.

Les pôles de foliation des domaines structuraux 1, 3 et 4 sont distribués le long de grands cercles et les axes de plis calculés plongent faiblement vers le SE. La distribution est également asymétrique, indiquant que les flancs à pendage vers le NE sont plus longs. Pour chacun de ces domaines structuraux, la linéation moyenne s’oriente approximativement de la même manière, indiquant le développement contemporain de la linéation par rapport au plissement. Lorsque disponibles, les mesures de plan axial et de charnière supportent une géométrie de plis plutôt droits et à faible plongée vers le SE. Dans le domaine 4, le patron des foliations permet d’identifier les traces axiales des plis. Toutefois, dans les domaines 1 et 3, le patron des foliations est davantage parallélisé et possiblement attribuable à la proximité avec des zones de cisaillement. Le domaine 3 semble en effet décrire une structure de type CS à l’échelle d’une vingtaine de kilomètres.

Les domaines structuraux 2, 5 et 10 représentent des zones de cisaillements majeures en décrochement senestre (Verpaelst et al., 2000; Mathieu et al., 2018). Les fabriques principales sont régulières, avec un plan de foliation subvertical et une linéation subhorizontale. La ZCabl a fait l’objet d’une étude des microstructures du quartz afin d’évaluer le nombre de vorticité. Les résultats démontrent que le cisaillement simple est dominant au cœur de la zone de cisaillement (Wn > 0,71) alors que le cisaillement pur est important en bordure (Wn < 0,71; Graziani et al., 2021). Ces variations peuvent s’expliquer par un partitionnement de la déformation à l’échelle plurikilométrique ou bien par une déformation prolongée s’étant achevée par du cisaillement simple au cœur de la zone de cisaillement.

La transition progressive observable entre les fabriques D1 et D2 visibles sur la carte de l’analyse structurale suggère qu’elles s’insèrent dans un processus de déformation graduelle s’étant déroulé sur quelques dizaines de millions d’années, à l’instar du métamorphisme régional (Wardle et al., 2002; Charette et al., 2021; Godet et al., 2021). D’abord, la phase D1 correspond à l’amorce de la collision lors l’orogénèse des Torngat à partir de ~1895 Ma à 1885 Ma (Charette et al., 2021). Pour cette phase de déformation, il est impossible de reconstituer l’orientation des contraintes principales. La phase D2 est corrélée avec la transition vers un régime de déformation en transpression senestre, souligné par le développement de zones de cisaillement senestres dont celle d’Abloviak, entre 1845 Ma et 1820 Ma (Bertrand et al., 1993; Scott, 1998a). Cette période correspondrait aussi approximativement à la cristallisation graduelle des produits de la fusion partielle à l’échelle régionale, entre 1860 Ma et 1810 Ma (Charette et al., 2021). Les récents travaux d’analyse de la vorticité de Graziani et al., (2021) au sein de la ZCabl indiquent une composante importante de cisaillement pur qui, combinée aux variations substantielles de la déformation finie observable sur le terrain (Mathieu et al., 2018), supporte un régime de déformation tridimensionnel tel que la transpression. Ce régime transpressif est communément interprété comme une indication de collision oblique dans le SEPC (Wardle et al., 2002; Corrigan et al., 2021). Toutefois, l’orientation des contraintes principales orthogonales aux blocs impliqués dans la collision ne corrobore pas cette hypothèse. Une collision orthogonale a déjà été proposée pour la portion centrale du SEPC (Vanier, 2019). Finalement, aucune structure reliée à l’exhumation du Domaine lithotectonique de Falcoz n’a été identifiée, ce qui est cohérent avec le refroidissement lent de l’orogénèse de Torngat (Charette et al., 2021; Godet et al., 2021) et une exhumation par érosion. 

Tectonique régionale

Le Domaine lithotectonique de Falcoz a été fortement affecté par la déformation et le métamorphisme lors de l’orogénèse des Torngat, puis érodé jusqu’à la croûte moyenne. Il est ainsi laborieux d’établir la configuration originale des unités archéennes, les relations entre les diverses unités stratigraphiques et l’origine des bassins sédimentaires. Cette section se veut une revue générale des informations actuellement disponibles ainsi que des principales hypothèses répondant à l’évolution tectonique des unités stratigraphiques les plus importantes du Domaine lithotectonique de Falcoz.

Bien qu’il soit reconnu que le Domaine lithotectonique de Falcoz forme un bloc amalgamé au Paléoprotérozoïque (Charette et al., 2021; Godet et al., 2021), la configuration des unités archéennes en un seul ou plusieurs blocs à l’Archéen demeure ambigüe. Le meilleur outil à notre disposition est la géochronologie, qui renseigne sur la mise en place des unités gneissiques de part et d’autre de la ZCblm. De prime abord, le socle gneissique du Sous-domaine Ouest semble plus ancien que celui du Sous-domaine Est. Toutefois, quelques données géochronologiques divergent de ces généralités, et ce, dans les deux sous-domaines. Il n’est pas impossible qu’un plus grand nombre de datations au sein des orthogneiss archéens puisse indiquer un étalement encore plus important de ces âges. Les données actuelles ne permettent pas de conclure à la synchronicité franche entre les deux sous-domaines, de sorte qu’il est possible qu’ils partagent une origine commune. 

La source des sédiments à l’origine de la Suite de Lake Harbour est encore discutée. Les populations de zircons détritiques des roches métasédimentaires de cette suite, en majeure partie datés entre 2,6 Ga et 1,9 Ga, représentent des âges peu communs dans le secteur NE du continent Laurentia (Scott et al., 2002). Selon Scott et al. (2002), les roches de la Suite de Lake Harbour pourraient être équivalentes à celles du Groupe d’Hurwitz, situées à >1000 km vers l’ouest. Le matériel détritique ayant permis la formation de ce groupe proviendrait du soulèvement associé à l’Orogène Thelon-Taltson, autour de 1,9 Ga (Davis et al., 2000; Aspler et al., 2001).

Les âges plus récemment obtenus au sein des unités du Domaine de Mistinibi-Raude, entre 2678 Ma et 2312 Ma, avec une prédominance d’unités intrusives qui se sont mises en place entre 2344 Ma et 2312 Ma (Corrigan et al., 2018; Charette et al., 2019; Godet et al., 2020), indiquent que ce domaine pourrait aussi représenter une des sources potentielles pour la Suite de Lake Harbour, sans toutefois expliquer les pics de population entre 2,2 Ga et 1,9 Ga. Bien que les roches du Domaine de Mistinibi-Raude n’aient à priori pas été affectées par l’orogénèse des Torngat (Godet et al., 2020), il est possible que ce bloc ait été aussi amalgamé à la Zone noyau à cette période. La nature restitique aurait pu permettre à ce domaine d’agir comme une superstructure préservée de l’évènement tectonométamorphique paléoprotérozoïque (Godet et al., 2020).

Enfin, l’origine du Complexe de Lomier, situé juste à l’ouest de la ZCabl, demeure énigmatique (Wardle et al., 1990a et 2002; Lafrance et al., 2016; Charette, 2016; Corrigan et al., 2018; Charette et al., 2021). L’hypothèse la plus acceptée est qu’il s’agisse d’un arc continental relié à la subduction vers l’est du Domaine lithotectonique de Falcoz sous la Province de Nain (Van Kranendonk et Wardle, 1996; Wardle et al., 2002).

Géologie économique

Le Domaine lithotectonique de Falcoz est propice à la mise en place de plusieurs types de minéralisations :

  • minéralisation de métaux rares associée aux pegmatites granitiques et aux roches hyperalcalines;
  • minéralisation de Cr et de Ni-Cu associée aux intrusions mafiques et ultramafiques;
  • minéralisation de Fe-Ti-V associée aux intrusions mafiques;
  • minéralisation de Cu-Ag-Mo-Zn associée aux séquences supracrustales;
  • minéralisation de graphite cristallin associée aux paragneiss.

Le tableau ci-dessous présente les résultats d’analyses pour les 134 zones minéralisées connues dans le Domaine lithotectonique de Falcoz. 

 
NomTeneurs
Minéralisation de métaux rares associée aux pegmatites granitiques
Agpiq7010 ppm ETR (G); 16 600 ppm U (G); 1700 ppm Mo (G); 1940 ppm Th (G); 3960 ppm Pb (G); 698 ppm Y (G)
CG07-31-0310 480 ppm ETR (G); 4210 ppm Th (G); 1 840 ppm Nd (G); 5740 ppm Ce (G); 2900 ppm La (G)
CG07-91-05A11 680 ppm ETR (G); 2710 ppm Th (G); 3990 ppm La (G); 7690 ppm Ce (G)
Cage Extension Sud6550 ppm Mo (G); 22 900 ppm Pb (G); 79 500 ppm U (G); 5310 ppm Th (G)
R4.137,7 ppm Ag (G)
Target 1375200 ppm Mo (G); 4700 ppm U (G); 2700 ppm Th (G); 2480 ppm Pb (G); 1910 ppm Zr (G)
Tasiujaaluk25 300 ppm U (G); 1310 ppm Th (G)
Torrent Centre12 500 ppm Zr (G); 1800 ppm Mo (G); 6520 ppm U (G); 3540 ppm Th (G); 12,8 ppm Ag (G); 2170 ppm Pb (G)
Torrent Sud10 936 ppm ETR (G); 5550 ppm Mo (G); 12 000 ppm Zr (G); 4500 ppm U (G); 4070 ppm Th (G); 28,9 ppm Ag (G); 1480 ppm Pb (G); 153 ppm Sm (G); 542 ppm Pr (G); 3050 ppm La (G); 5590 ppm Ce (G); 1560 ppm Nd (G)
Éch.29551825 026 ppm ETR (G); 8540 ppm Th (G); 2000 ppm U (G); 560 ppm Y (G); 1120 ppm Pb (G); 606 ppm Sm (G); 390 ppm Zr (G); 4200 ppm Nd (G); 6710 ppm La (G); 12 400 ppm Ce (G); 1110 ppm Pr (G)
Autres zones minéralisées similaires
Minéralisation de métaux rares associée aux roches hyperalcalines
Rivière Abrat2688,912 ppm ETR (G); 101 ppm Th (G)
Minéralisation de Fe-Ti-V associée aux intrusions mafiques
Limitantrope377 000 ppm Fe (G)
Minéralisation de Ni-Cu associée aux intrusions mafiques à ultramafiques
Lac Qarliik2510 ppm Ni (G); 3330 ppm Cr (G)
Mont Haywood-Nord2730 ppm Ni (G); 2740 ppm Cr (G)
Phiroda9170 ppm Ni (G); 9750 ppm Cr (G); 581 ppm Cu (G); 48,6 ppb EGP (G); 153 ppb Au (G); 1240 ppm As (G)
S-IL98-0372500 ppm Ni (G); 7500 ppm Cr (G)
S-IL98-0543568 ppm Ni (G); 6600 ppm Cr (G)
Toino2570 ppm Ni (G); 3060 ppm Cr (G)
Minéralisation en métaux rares dans des marbres (type CAGE)
CG07-63-091970 ppm U (G)
CG07-64-10B4400 ppm U (G); 760,4 ppm Th (G)
Gregson Inlet2984,3 ppm Th (G)
Yousso10 000 ppm Mo sur 1 m (G); 12 400 ppm Pb sur 0,9 m (D); 10 000 ppm U sur 1 m (G); 14 700 ppm V sur 0,9 m (D); 143 ppm Ag sur 0,9 m (D); 5000 ppm Zn sur 1 m (R)
Yousso-Nord3800 ppm U (G); 4,38 ppm Ag (G); 34,6 ppm Th (G); 321 ppm Mo (G); 47,5 ppm Li (G); 105 ppm Sb (G)
Zone Cage68 900 ppm U (G); 5230 ppm Th (G)
Minéralisation de type indéterminé
Falcoz7,7 ppm Ag (G)
Ford9,2 ppm Ag (G)
Naksaluk6000 ppm Cu (G)
Qarliik-NE429 921 ppm Fe (G)
Rivière Abrat-Sud334 000 ppm Fe (G); 1690 ppm Cu (G); 170 ppm As (G); 19,4 ppm Cd (G)
Minéralisation de graphite cristallin associée aux paragneiss
Mantha-Marcus 22,2 % Cg (G); 548 ppm V (G); 174 ppm Zn (G); 116 ppm Mo (G); 18 400 ppm S (G)
Mont Jacques Rousseau – 520823,3 % Cg (G); 358 ppm V (G); 800 ppm S (G)
Minéralisation diamantifère associée à des dykes de lamprophyre
Torngat South7 microdiamants bien conservés (75-95 %), blancs et transparents à translucides, dans un échantillon de 27 kg.

(D) : Forage au diamant; (G) : Échantillon choisi; (R) : Rainure – échantillon en éclats

Le tableau des analyses lithogéochimiques des métaux d’intérêt économique donne la localisation, la description et les résultats d’analyse pour 266 échantillons choisis dans le but d’évaluer le potentiel économique de la région.

MINÉRALISATION DE MÉTAUX RARES ASSOCIÉE AUX PEGMATITES GRANITIQUES ET AUX ROCHES HYPERALCALINES

Le secteur nord du Domaine lithotectonique de Falcoz est caractérisé par la présence de plus d’une centaine de zones minéralisées en métaux rares associées à des granites pegmatitiques. 

Deux types principaux de pegmatites minéralisées sont décrits : des dykes de granite rose ainsi que des filons-couches et des masses de granite blanc, tous de largeur métrique à décamétrique. Le granite rose est massif, hololeucocrate et présente une granulométrie grossière, les cristaux pouvant atteindre plusieurs centimètres. Il peut être associé à l’unité de pegmatite de la Suite de Qarliik (pPqik3). Le granite blanc est à grain moyen avec des amas pegmatitiques. La roche est massive à localement folié et contient des amas ou des lamines de biotite (schlierens). Il est similaire au granite d’anatexie de la Suite d’Abrat (pPaba). Les deux types de granite sont en majeure partie constitués de quartz et de feldspath avec des proportions moindres de micas (biotite et phlogopite), de magnétite, de grenat, d’allanite avec, par endroits, de la molybdénite. Les zones les plus fortement minéralisées sont couramment riches en phlogopite et associées à une silicification tardive. 

Les pegmatites, sécantes ou parallèles à la foliation, sont majoritairement encaissées dans les intrusions potassiques archéennes hétérogènes à homogènes de la Suite de Siimitalik (Asik) ainsi que dans les roches supracrustales paléoprotérozoïques de la Suite de Lake Harbour (pPhb). Cette dernière inclut des unités importantes de marbre dans ce secteur. Plusieurs zones minéralisées se concentrent à proximité du contact entre les roches archéennes et des bandes de roches supracrustales, ainsi que le long d’une zone de cisaillement localisée une vingtaine de kilomètres au nord de la ZCfoz et orientée parallèlement à cette dernière.

De très nombreuses teneurs indicielles et anomales ont été obtenues au sein des différentes zones minéralisées. Les meilleures teneurs atteignent 8 % U, 2,3 % Pb et 6550 ppm Mo (zone minéralisée de Cage Extension Sud), 8540 ppm Th et 2,5 % en terres rares (zone minéralisée Éch.295518), 698 ppm Y (zone minéralisée d’Agpiq) et 37,7 g/t Ag (zone minéralisée de R4.1).

Certaines unités du Domaine lithotectonique de Falcoz comprennent du syénogranite montrant un enrichissement en terres rares et en zirconium, notamment les unités pPqik1 et pPqik2 de la Suite de Qarliik et l’unité Asik2b de la Suite de Siimitalik. Ces syénogranites sont caractérisés par la présence de 3 à 5 % de minéraux accessoires comprenant l’allanite, l’apatite, la magnétite et le zircon. À la zone minéralisée de Rivière Abrat, l’échantillon analysé a donné une valeur de 2689 ppm ETR.

MINÉRALISATION DE CHROME ET DE NICKEL-CUIVRE ASSOCIÉE AUX INTRUSIONS MAFIQUES ET ULTRAMAFIQUES

Le caractère chromifère des roches ultramafiques de la Suite de Nuvulialuk (pPnuv2) est souligné par >70  teneurs anomales et indicielles, allant de 2030 ppm Cr à 9750 ppm Cr. Cet enrichissement en chrome est couramment associé à des teneurs anomales en nickel, ces dernières étant principalement reliées à la présence de cet élément au sein des minéraux silicatés. Localement, quelques zones sulfurées ont été notées dans les roches ultramafiques, lesquelles sont couramment en contact avec des unités de paragneiss graphiteux de la Suite de Lake Harbour (pPhb). 

BG 2022-01 – FalcozLes meilleures teneurs ont été obtenues dans le secteur de la zone minéralisée de Phiroda (9170 ppm Ni; 9750 ppm Cr, 48,6 ppb EGP, 581 ppm Cu, 153 ppb Au et 1240 ppm As). La minéralisation consiste en >10 % de sulfures stratiformes, dominés par la pyrrhotite, au sein d’une lherzolite. Les zones minéralisées de Mont Haywood-Nord, de Lac Qarliik, de Toino, de S-IL-98-037 et de S-IL98-054 ont aussi révélé des teneurs indicielles en nickel, mais les proportions maximales de pyrrhotite finement disséminée ont été évaluées à 1 %. 

Une forte proportion des teneurs anomales en nickel et en chrome se concentrent dans le coin NE du feuillet 24H11. Ce secteur a fait l’objet d’un projet de maîtrise (Pedreira Perez, 2017), ce qui explique le plus grand nombre d’analyses.

MINÉRALISATION DE FER, TITANE ET VANADIUM ASSOCIÉE AUX INTRUSIONS MAFIQUES

Les minéralisations de fer ± titane ± vanadium ne sont pas communes dans le Domaine lithotectonique de Falcoz. La principale occurrence consiste en des niveaux rouillés à oxydes de fer, de largeur décimétrique à métrique, dans une gabbronorite de la Suite de Nuvulialuk (zone minéralisée de Limitantrope). 

Une douzaine d’échantillons de gabbronorite et de gabbro, renfermant 2 à 5 % d’oxydes de fer et de l’apatite, et assignés à la Suite de Courdon (pPcou2), à l’Essaim de Falcoz (mPfal) ou aux Dykes d’Avayalik (mPava) ont aussi donné des teneurs significatives en titane (<2,5 % Ti) et en vanadium (674 ppm Vn).

MINÉRALISATION DE CUIVRE, ARGENT, MOLYBDÈNE ET ZINC ASSOCIÉE AUX SÉQUENCES SUPRACRUSTALES

Le paragneiss (pPhb1), le quartzite (pPhb2), l’amphibolite (pPhb4) et, dans une moindre mesure, les roches calcosilicatées (pPhb3) de la Suite de Lake Harbour renferment de très nombreuses zones rouillées de largeur décimétrique à hectométrique. Considérant le nombre de zones rouillées échantillonnées et analysées, un nombre relativement limité de teneurs indicielles et anomales a été obtenu dans ces roches.

Dans le paragneiss et le quartzite, les zones rouillées sont majoritairement associées à la présence de 1 à 3 % de pyrrhotite-pyrite ± chalcopyrite (localement jusqu’à 10 à 20 %) et de 1 à 5 % de graphite. Les sulfures sont le plus couramment disséminés, mais se présentent par endroits en lamines, en veinules ou en association avec des veines de quartz. Les meilleures teneurs obtenues dans ce contexte sont de 3,7 g/t Ag, 1700 ppm Cu, 140 ppm Mo et 570 ppm Zn à partir de différents échantillons.

Dans l’amphibolite, la minéralisation est couramment localisée au contact avec du paragneiss ou du quartzite. L’amphibolite est localement silicifiée et injectée de veinules de quartz à sulfures disséminés. La minéralisation consiste en 1 à 5 % de pyrrhotite et de pyrite finement disséminées, en amas millimétriques ou en veinules. Les meilleures teneurs obtenues dans ce contexte sont de 4 g/t Ag, 795 ppm Cu, 920 ppm Ni et 900 ppm Zn.

Des niveaux décimétriques à métriques de sulfures semi-massifs à massifs ont été décrits dans certains secteurs. La pyrrhotite est le sulfure dominant avec des proportions moindres de pyrite et des traces de chalcopyrite. Les analyses d’échantillons prélevés sur les zones minéralisées de Rivière Abrat-Sud et de Naksaluk ont respectivement donné des teneurs de 33,4 % Fe et 1690 ppm Cu et de 6000 ppm Cu.

 

MINÉRALISATION DE GRAPHITE CRISTALLIN ASSOCIÉE AUX PARAGNEISS 

La proportion de graphite atteint par endroits jusqu’à 30 % au sein de niveaux métriques de paragneiss de la Suite de Lake Harbour. Le graphite est en paillettes millimétrique et on observe localement ~1 % de pyrite et de pyrrhotite. L’analyse d’échantillons provenant des zones minéralisées de Mantha-Marcus et de Mont Jacques Rousseau – 5208 a révélé des teneurs atteignant 28,4 % Cg, 548 ppm V et 116 ppm Mo.

 
Collaborateurs
Collaborateurs
Auteurs

Isabelle Lafrance, géo., M. Sc. isabelle.lafrance@mern.gouv.qc.ca

Marc-Antoine Vanier, ing., marc-antoine.vanier@mern.gouv.qc.ca

GéomatiqueJulie Sauvageau 
Lecture critiqueAntoine Godet, Ph. D., Université Laval
Révision linguistiqueSimon Auclair, géo., M. Sc.
OrganismeDirection générale de Géologie Québec, Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles, Gouvernement du Québec

Remerciements :

Ce Bulletin GéologiQUE est le fruit de la collaboration de nombreuses personnes qui ont activement pris part aux différentes étapes de la réalisation du projet. Nous tenons à remercier l’ensemble des géologues, des assistants en géologie et du personnel de soutien qui ont participé aux travaux de cartographie du Ministère au cours des étés 2014, 2015 et 2017. 

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17 octobre 2022